Рельеф дна мирового океана геоморфология

Рельеф дна мирового океана геоморфология

В рельефе дна океана выделяют 4 основные части:

— подводная окраина материков;
— переходная зона;
— ложе океана;
— срединно-океанические хребты.

Геоморфологически выделяются два типа океанических окраин: атлантический (без переходной зоны) и тихоокеанский (с переходной зоной).

Подводная окраина материков, составляя около 22 % площади океана, по своему рельефу делится на материковую отмель (шельф), материковый склон и материковое подножие.

В структурно-геологическом отношении шельф – это непосредственное продолжение прилегающих к океану участков суши. Шельф, занимающий около 8% площади мирового океана, представляет собой мелководную часть океана, расположенную между береговой линией и линией крутого перелома профиля дна на переходе к материковому склону. Внешний край шельфа находится на глубине 180-200 м (от 50 до 400 м). Наиболее широк шельф там, где он является продолжением платформенных равнин, как шельф Северного-Ледовитого океана, и наиболее узок там, где он примыкает к геодинамически разнородным горным сооружениям (островные дуги разного типа, эпиплатформенные орогены и др.) подвижных поясов (так называемый гемишельф). Пример – шельф Калифорнии.

Шельф образует пологонаклонную к океану равнину, но может иметь и заметно расчлененный рельеф волнистых или холмистых равнин. Здесь можно наблюдать реликтовые экзарационные и аккумулятивные ледниковые формы, древние береговые линии, подводные продолжения речных долин, затопленные террасы и другие формы.

Материковый (континентальный) склон представляет крутой (от 3-5о до 10-15о) склон между бровкой (внешнем краем шельфа) и ложем океана до глубины 2000-2500 м и более. Поверхность склона неровная, имеет сбросовый ступенчатый характер, но может иметь и сглаженные очертания. В нижней части склона наблюдается холмисто-западинный рельеф, связанный с подводными оползнями.

Характерной формой рельефа континентального склона являются поперечные подводные каньоны. Наиболее крупные из них имеют длину в сотни километров, глубину до 1 км и ширину – до 1-1,5 км. Они могут быть врезаны в скальные или рыхлые породы. В устье подводных каньонов наблюдаются мощные конусы выноса.

Континентальное подножие представляет полого наклонную (первые градусы) к океану слабоволнистую равнину, окаймляющую основание материкового склона полосой до 1000 км в ширину. Нижняя кромка материкового подножия находится на глубине 2-4 (иногда – до 5) км. Это аккумулятивный шлейф, постепенно переходящий в глубоководное ложе океана.

Переходная зона характеризует только тихоокеанский тип океана. Она следует непосредственно за материковым склоном, располагаясь между ним и ложем океана.

В такой переходной зоне в азиатской части выделяются в направлении от материка к океану:

— глубоководные котловины окраинных морей с холмисто-равнинным рельефом;

— внутренние и внешние островные дуги (линейно вытянутые сооружения вулканогенного происхождения);

— глубоководные желоба, вытянутые параллельно внешней островной дуге; из 27 известных в настоящее время глубоководных желобов 5 имеют глубину более 10 км.

Вдоль Тихоокеанского побережья Южной Америки наблюдается только глубоководный желоб и горная вулканическая гряда (вулканно-плутонический пояс). Северо-Американское побережье имеет промежуточную структуру.

Ложе мирового океана с земной корой океанического типа располагается на глубинах более 3-4 км и занимает примерно 51 % всей поверхности океана.

В рельефе ложа широко развиты абиссальные равнины – холмистые, расположенные на глубинах 3,5-7км равнины с подводными горами и холмами вулканического происхождения высотой 0,1-1 км.

Абиссальные равнины расчленены горными хребтами и валообразными поднятиями. Среди них различают:

— океанические кряжи (глыбовые горы тектонической природы);
— цепи вулканических гор и отдельные вулканы;
— подводные плато;
— вулканические гайоты на глубинах до 2,5 км.

Срединно-океанические хребты занимают 17 % площади мирового океана.

Источник

Дно Мирового океана

Рельеф дна Мирового океана представляет собой сочетание разнообразных форм поверхности дна, имеющих древнюю историю. На дне обнаруживаются равнины и горы, низменности и возвышенности, глубокие ущелья и холмы. В зависимости от глубины и расположения относительно границ материка выделяются подводная окраина и океаническое ложе.

Подводная окраина

Подводная окраина является внешней частью континента, расположенной ниже уровня Мирового океана. В ее состав входят материковая отмель или шельф, материковый склон, материковое подножье.

Таблица: строение и устройство дна Мирового океана

Название элемента рельефа	Максимальная глубина, м	Соотношение с площадью Мирового океана, %
Шельф	200	Около 9
Материковый склон	2500-3000	Около 15,3
Материковое подножье	4000-5000	спорный вопрос

Остановимя подробнее на каждом элементе рельфева и на его особенностях.

Шельф

Шельф образовался в результате разрушения подводной части континента, с которым имеет общий рельеф и геологическое строение.

Пространство шельфа находится между береговой линией и шельфовой бровкой, по которой проходит перегиб поверхности дна, поэтому глубина, указанная в таблице, условна. Например, глубина бровки в Охотском море превышает 500 м. Северные и восточные побережья Евразии, северный берег Австралии, а также Гудзонов залив имеют самый большой по площади шельф.

Материковый склон

Материковый склон ограничивается шельфовой бровкой, после которой уклон морского дна увеличивается (от 4-5° до 40-45°). Материковый склон представляет собой продолжение континента, поэтому они имеют одинаковое геологическое строение.

На поверхности склона наблюдаются уступы с обрывами и каньоны в сторону океана. Каньоны не являются продолжением материковых объектов, могут быть достаточно продолжительными и глубокими. Самый крупный подводный каньон – Багамский, с тремя ответвлениями и высотой стенок до 5 км.

Подножье

Материковое подножье образуется в процессе отложения обломочного материала, перенесенного в океан при разрушении поверхности материка. Мощность накопленных обломочных пород достигает 2-5 км.

Ширина подножья 200-300 км, однако это спорные цифры. В некоторых регионах нет четкого деления подводной окраины на составляющие.

Ложе океана

Океаническое ложе занимает всю территорию дна между окраинами материков и составляет более 50% от площади океанов. Его средняя глубина около 6000 м.

В пределах ложа океана расположены срединно-океанические хребты, горы разной высоты и формы, глубоководные котловины и желоба.

Между окраинами материков и срединно-океаническими хребтами простираются глубоководные котловины, имеющие плоскую или холмистую поверхность.

Глубоководные желоба – это самые глубокие части океанов, где океаническое ложе изгибается и опускается на большую глубину. Больше всего желобов в Тихом океане (27), их глубина от 5,4 км (Манильский) до 11 км (Марианский).

Таблица: крупнейшие желоба в океане

Название океана	Название желоба	Максимальная глубина, м
Тихий	Марианский	11022
	Тонга	10882
	Филиппинский	10265
	Кермадек	10047
	Курило-Камчатский	9717
Атлантическмй	Пуэрто-Рико	8742
	Южно-Сандвичев	8325
	Кайман	7090
Индийский	Романги	7856
	Зондский	7209
	Восточно-Индийский	6335

Горы, выступающие над поверхностью океана, образуют острова. Это могут быть цепи островов с действующими вулканами или архипелаги с множеством атоллов. Атолл представляет собой конус потухшего вулкана с коралловыми постройками, образующими сплошной либо прерывистый кольцеобразный барьер.

Основные принципы тектоники плит

Отпечатки водных организмов обнаружены в породах возраста около 3,8 млрд лет, но определить, каким образом сформировалось дно первичного океана, невозможно. Процесс формирования современного океанического дна объясняет концепция тектоники плит. Рассмотрим ее основные положения.

• Наружная оболочка планеты имеет 2 оболочки – это жесткая литосфера и пластичная астеносфера.
• Литосфера состоит из плит разного размера. Астеносфера подвижна, по ее поверхности медленно перемещаются плиты. Крупные плиты (всего 8) занимают 90% поверхности планеты. Пространство между крупными плитами занимают средние и мелкие плиты.
• Плиты имеют разный состав: одни сложены континентальной корой, другие океанической, есть плиты с блоками континентальной и океанической коры.
• Границы плит представляют собой активные зоны, где происходят землетрясения, извержения вулканов, формируются разломы.
• Существуют 3 типа границ: дивергентные, конвергентные и трансформные.

Дивергентные границы характеризуются расхождением плит с образованием рифтовых зон, где из астеносферы через вулканы поступают базальтовые расплавы и формируется молодая океаническая кора. Рифт может быть океаническим и континентальным. Примером океанических рифтов служат срединно-океанические хребты. Наиболее выраженный континентальный рифт – Восточно-Африканский разлом.

Вдоль конвергентных границ происходит столкновение плит, где одна плита погружается под другую (зона субдукции), или обе дробятся, сминаются и образуют горные системы (Гималаи).

Трансформные границы характеризуются преимущественно сдвиговыми движениями при отсутствии вертикальных. Типичный пример – калифорнийский разлом Сан-Андреас.

Как формируется рельеф дна Мирового океана

С позиций тектоники плит океаническим дном называется литосферная плита, покрытая Мировым океаном. Главными тектоническими элементами океанического дна являются активные океанические окраины, срединно-океанические хребты и вулканические архипелаги вдали от побережий.

Активные океанические окраины являются зонами субдукции, где океанические плиты погружаются под континентальные или сталкиваются 2 океанических плиты с погружением одной из них. В первом случае процесс сопровождается землетрясениями, формированием прибрежных горных систем и вулканизмом на материках (Анды). Во втором случае образуются вулканические островные дуги (Курильские острова) и глубоководные желоба (Курило-Камчатский желоб) с повышенной сейсмической активностью. Смена континентальной коры на океаническую происходит между материковым подножьем и океаническим ложем.

Срединно-океанические хребты – зоны раздвижения, где рифт наблюдается в центральной части.

Таблица: крупнейшие хребты Мирового океана

Название океана	Название хребта
Атлантический	Северо-Атлантический
	Южно-Атлантический
Индийский	Аравийско-Индийский
	Центрально-Индийский
	Западно-Индийский
Тихий	Восточно-Тихоокеанское поднятие
	Южно-Тихоокеанское поднятие

Считается, что поступление молодых базальтов в зоне рифта компенсируется погружением океанической коры при субдукции.

Вулканические архипелаги вдали от побережий объясняются подъемом горячих потоков из мантии, которые расплавляют океаническую кору (Гавайи). Такие образования называют горячими точками.

Методы исследования дна океана

Существует множество методов изучения дна океана, при этом исследуются разные характеристики:

• тепловой поток, проходящий через дно;
• поля силы тяжести;
• магнитное поле;
• отражательная способность дна для получения донного рельефа (эхолот).

Используются обитаемые и необитаемые подводные аппараты, спутниковое зондирование (для шельфа). Геологическое строение дна изучается с помощью глубоководного бурения.

Источник

Глава XII геоморфология дна океанов и морей

В рельефе и строении дна океана выделяется четыре основных части: подводная окраина материков; переход­ная зона; ложе океана; с р е д и н н о — о кеа н ич е-ские хребты. Известно два типа океанических окраин: атлан­тический — без переходной зоны и тихоокеанский — при котором к материковому склону непосредственно примыкает переходная зона. Подводная окраина материков, составляя около 22% пло­щади океана, по своему рельефу достаточно четко делится на материковую отмель (шельф), материковый склон и подножие материка (рис. 60).

Шельф (8% площади мирового океана) представляет собой наиболее мелководную часть океана, располагающуюся между береговой линией и линией крутого перелома профиля дна на переходе к материковому склону. Внешний край шельфа находит­ся в среднем на глубине 180—200 м, но в отдельных случаях может быть на глубинах от 50—60 до 400 м и более. Наиболее широк шельф там, где он является продолжением материковых платформенных равнин (шельф Северного Ледовитого океана, атлантического побережья Северной Америки) и наиболее узок —там, где он примыкает к горным сооружениям складчатых областей.

В структурно-геологическом отношении шельф представляет собой непосредственное продолжение прилегающих к океану уча­стков суши. В общем шельф образует полого наклоненную к океа­ну равнину, но может иметь и заметно расчлененный рельеф вол­нистых или холмистых равнин, являющихся реликтовыми суба-эральными формами. Здесь можно наблюдать реликтовые экза-рационные и аккумулятивные ледниковые формы, древние бере­говые линии, подводные продолжения речных долин, затоплен­ные террасы и другие формы.

Реликтовые формы более типичны для внешнего края шельфа, который редко оказывается в области действия береговых про­цессов; внутренний прибрежный край шельфа вследствие колеба­ний уровня океана формируется под активным влиянием берего­вых процессов и представляет собой абразионно-аккумулятивную поверхность выравнивания, где почти не сохранились реликтовые субаэральные формы. Участки сложного расчлененного рельефа шельфа часто связаны с проявлением новейших тектонических разрывов.

Вопросам строения и происхождения шельфа посвящены рабо­ты О. К. Леонтьева, Ф. Шепарда, Д. Г. Панова и др.

Различают шельфы платформенных и геосинклинальных облас­тей. Среди первых выделяют четыре типа: шельф древних плат­форм отличается небольшой шириной и обычно слабой расчленен-

168ностью в основном подводными долинами. Шельф палеозойских платформ имеет наибольшую ширину; наряду с унаследованным рельефом, весьма распространен рельеф, образованный молодой разрывной тектоникой (шельф Северного Ледовитого океана). Шельф мезозойских платформ представляет собой слабо расчле­ненные затопленные аккумулятивные равнины суши (шельфы вос­точной части Ледовитого океана). Шельф окраинных прогибов материков сформировался на мезо-кайнозойских отложениях, пе­рекрывающих палеозойский фундамент. Широко распространен унаследованный эрозионный рельеф; тектонически обусловленные формы встречаются редко (шельф у берегов Западной Европы).

Для геосинклинальных областей характерны два типа шельфа. Шельф мезозойских складчатых структур имеет незначительную ширину и очень сильную расчлененность, связанную с тектониче­скими движениями глыбового характера (Тихоокеанский шельф у берегов Америки). Шельф современных геосинклинальных об­ластей с крутыми углами наклона, глубоко расчлененный под­водными долинами и каньонами, с вулканическими формами ре­льефа (шельф западной части Тихого океана и Индонезии).

О происхождении шельфа существуют различные точки зре­ния. Первоначально ведущую роль в формировании шельфа отво­дили абразии (А. П. Карпинский, В. Дэвис и др.). Сложный и разнообразный рельеф шельфов указывает на возможность раз­личных путей их образования. Согласно Ф. Нансену, шельфы мо­гут быть образованы морской абразией за счет опускания под уровень моря пенеплена, в результате накопления прибрежных морских осадков или ледниковых отложений. Ф. Шепард указал на значительную роль колебаний уровня Мирового океана и свя­занной с ними абразии, а также на влияние придонных течений, роста коралловых рифов и прибрежной аккумуляции. Многие исследователи, кроме того, отмечали значение колебательных тек­тонических движений и развивающихся в связи с этим трансгрес­сий и регрессий моря, подчеркивая то роль аккумуляции, то — абразии.

Многочисленные особенности морфологии шельфа свидетель­ствуют о том, что образование его обусловлено неотектонически-м: опусканиями краевых частей материков, на которые наклады­вались изменения уровня Мирового океана в связи с развитием оледенений в антропогене, при существенной роли абразии во время трансгрессий.

Изучению шельфа в последние годы придается большое зна­чение в связи с поисками и разведкой прибрежных россыпей и нефте-газоносных структур.

Материковый, или континентальный склон представляет собой относительно крутой склон (от 3—5 до 10—15°) между бровкой шельфа и ложем океана до глубин 2000—2500 м и более. Поверх­ность склона часто неровная, имеет сбросовый ступенчатый харак­тер; но может иметь и сглаженные очертания. В нижней части склона нередко наблюдается крупный холмисто-западинный рель-

170еф, связанный с подводными оползнями. Характерной формой рельефа континентального склона являются подводные каньоны, прорезающие склон поперек. Наиболее крупные каньоны имеют и длину сотни километров, некоторые начинаются в пределах шельфа близ устьев рек и заканчиваются обычно у подножия склона или выходят к ложу океана. Глубина их вреза от сотен метров до 1 км и более, ширина на уровне бровок от 1 до 10— 15 км. Склоны каньонов крутые, местами вертикальные, ступен­чатые. Каньоны могут быть врезаны как в скальные породы, так и в рыхлую илистую массу. В устье каньонов обычно располага­ются мощные конусы выноса, прорезаемые неглубокими ветвя­щимися ложбинами.

Происхождение каньонов точно не выяснено. А. Вегенер, (). К. Леонтьев и многие другие ученые связывают их с тектони­ческими трещинами, иногда с грабенами, осложняющими матери-ковый склон. Другая очень распространенная гипотеза объясняет образование каньонов подводной эрозией морского дна мутье-ными потоками — стоком по дну воды, насыщенной обло­мочным материалом, илистой мутью. Эти потоки , обладая боль­шем плотностью, чем морская вода без взвесей, проходят через каньоны, углубляют дно, разрушают склоны и образуют в устье конусы выноса. Мутьевые потоки могут быть связаны со штормо­выми сточными течениями, с выносом массы обломочного мате­риала реками во время паводков, с подводными оползнями и обвалами, обусловлены волнами цунами. Эта гипотеза, конечно, не противоречит первой и может быть хорошо увязана с ней. Про­исхождение материкового склона Ж. Буркар связывает с конти­нентальной флексурой. Ф. Шепард, допуская возможность такого генезиса в отдельных случаях, более характерной считает сбросо-вую природу склона, не исключая и возможности его аккумуля­тивного происхождения.

Материковое (континентальное) подножие представляет собой полого наклонную к океану, часто слабоволнистую равнину, окайм­ляющую в ряде районов основание материкового склона полосой

до тысячи километров в ширину на глубинах 2-4, иногда 5 км.

Это аккумулятивный шлейф, постепенно переходящий в глубоко­водное дно океана.

Переходная зона характеризует тихоокеанский тип окраин склонов. Она следует непосредственно за материковым склоном, располагаясь между ним и ложем океана. В типичной переход­ной зоне выделяются* следующие крупные элементы рельефа: 1) глубоководные котловины окраинных морей с холмисто-рав­нинным рельефом; 2) внутренние и внешние (ближе к океану) островные дуги (Японская, Филиппинская, Курильская и др.) с продольной депрессией между ними глубиной до 3—5 км; 3) глу­боководный желоб, сопряженный с островными дугами и вытяну­тый параллельно внешней дуге островов, которая круто обрыва­ется в желобу. Известно 27 глубоководных желобов, из которых пять имеют глубину более 10 км. Вдоль Тихоокеанского побере-

жья Центральной и Южной Америки в переходной зоне имеется только один элемент — глубоководный желоб. Эта зона отлича­ется высокой сейсмической активностью и проявлением молодого вулканизма.

Ложе Мирового океана с земной корой океанического типа располагается на глубинах более 3—4 км и занимает около 51% всей площади океана. В рельефе ложа широко развиты абиссаль­ные равнины, представляющие собой плоские или чаще «холмис­тые» котловины, расположенные на глубинах от 3,5 до 6—7 км. Наибольшее распространение, особенно в Тихом океане, имеют «холмистые» равнины, рельеф которых осложнен подводными хол­мами и горами вулканического происхождения, имеющими высоту 100—300 м и более 1 км. Абиссальные котловины разделены гор­ными хребтами и валообразными поднятиями различных разме­ров. Среди них различают океанические кряжи, преимуществен­но тектонического происхождения (глыбовые горы), а также цепи вулканических гор и отдельные вулканы, образующие нередко острова в океане. Известны подводные плато — обширные воз­вышенности, также несущие вулканы. В рельефе ложа океана нередко встречаются плосковершинные подводные вулканические горы, называемые гайотами, расположенные на глубинах до 2,5 км. Происхождение их связывают с абразией, срезавшей вер­шины гор еще до погружения их на значительную глубину. Иногда гайоты заканчиваются коралловыми постройками.

Срединно-океанические хребты имеются во всех океанах и за­нимают 17% их площади. Наиболее четко выражен Срединно-Атлантический хребет. Он проходит вдоль всего Атлантического океана с севера на юг и делит его на две почти равные половины. Несколько смещен к западу срединный хребет в Индийском океа­не; в Тихом океане хребет проходит в его юго-восточной части, на севере вплотную примыкая к материку Северной Америки. Все срединные хребты смыкаются в центральной части Индийского океана.

Срединно-Атлантический хребет представляет собой огромное сводообразное поднятие шириной около 1000 км с сильно рас­члененными горными склонами и гребнем высотой над дном океа­нической котловины до 3 км. Вдоль гребня этого хребта почти непрерывно протягивается глубокая грабенообразная, рифтовая долина, дно которой находится на 2—3 км ниже вершины гребня, на глубине около 4 км. Ширина долины между гребнями окайм­ляющих хребтов до 30—60 км. Дно долины неровное; здесь не­редко возвышаются горы до 500—700 м. Срединные хребты рас­сечены системой поперечных разломов, в зонах которых также имеются глубокие вытянутые долины.

Таким образом, рельеф дна Мирового океана весьма сложен. Выровненные пространства занимают в общем не очень большую часть океанического дна. Даже в пределах абиссальных равнин новейшими исследованиями выявлены сотни вулканических гор. На дне океана высятся грандиозные горные хребты.

Источник